Dobowa zmienność ciśnienia pary wodnej. Dzienne i roczne wahania temperatury powietrza w pobliżu powierzchni ziemi Dzienne i roczne wahania temperatury powietrza

Dobowy i roczny przebieg temperatury powietrza w przypowierzchniowej warstwie atmosfery determinowany jest temperaturą na wysokości 2 m. Zasadniczo przebieg ten wynika z odpowiedniego przebiegu temperatury powierzchni czynnej. O cechach przebiegu temperatury powietrza decydują jej ekstrema, czyli temperatura najwyższa i najniższa. Różnica między tymi temperaturami nazywana jest amplitudą przebiegu temperatury powietrza. Wzorzec dziennych i rocznych zmian temperatury powietrza ujawnia się poprzez uśrednienie wyników obserwacji długoterminowych. Wiąże się to z okresowymi wahaniami. Nieokresowe zaburzenia przebiegu dobowego i rocznego, spowodowane wnikaniem mas ciepłego lub zimnego powietrza, zaburzają normalny przebieg temperatury powietrza. Ciepło pochłonięte przez powierzchnię czynną jest przekazywane do sąsiedniej warstwy powietrza. W tym przypadku następuje pewne opóźnienie wzrostu i spadku temperatury powietrza w porównaniu ze zmianami temperatury gleby. W normalnym przebiegu temperatury minimalną temperaturę obserwuje się przed wschodem słońca, maksimum obserwuje się po 14-15 godzinach (ryc. 4.4).

Rysunek 4.4. Dzienny przebieg temperatury powietrza w Barnauł(dostępne po pobraniu pełnej wersji samouczka)

Amplituda dobowych zmian temperatury powietrza nad lądem jest zawsze mniejsza niż amplituda dobowej zmiany temperatury powierzchni gleby i zależy od tych samych czynników, tj. od pory roku, szerokości geograficznej, zachmurzenia, ukształtowania terenu, a także od charakteru powierzchni czynnej i wysokości nad poziomem morza poziom. Amplituda cyklu rocznego obliczona jako różnica między średnimi miesięcznymi temperaturami najcieplejszego i najzimniejszego miesiąca. Bezwzględna roczna amplituda temperatury nazywana różnicą między absolutną maksymalną a absolutną minimalną temperaturą powietrza w ciągu roku, czyli między najwyższą i najniższą temperaturą obserwowaną w ciągu roku. Amplituda rocznego przebiegu temperatury powietrza w danym miejscu zależy od szerokości geograficznej, odległości od morza, wysokości miejsca, rocznego przebiegu zachmurzenia i szeregu innych czynników. Nad morzem obserwuje się niewielkie roczne amplitudy temperatur, które są charakterystyczne dla klimatu morskiego. Nad lądem występują duże roczne amplitudy temperatur charakterystyczne dla klimatu kontynentalnego. Klimat morski rozciąga się jednak również na regiony kontynentów przylegających do morza, gdzie częstotliwość mas powietrza morskiego jest wysoka. Powietrze morskie wprowadza klimat morski na ląd. Wraz z odległością od oceanu w głąb lądu wzrastają roczne amplitudy temperatury, czyli zwiększa się kontynentalność klimatu.

Na podstawie wartości amplitudy i czasu wystąpienia ekstremalnych temperatur rozróżniają cztery rodzaje rocznych zmian temperatury powietrza. typ równikowy Charakteryzuje się dwoma maksimami - po wiosennej i jesiennej równonocy, kiedy Słońce w południe znajduje się w zenicie, oraz dwoma minimami - po letnim i ziemskim przesileniu. Ten typ charakteryzuje się małą amplitudą: nad kontynentami w granicach 5-10°C, a nad oceanami tylko około 1°C. typ tropikalny charakteryzuje się jednym maksimum - po przesileniu letnim i jednym minimum - po przesileniu zimowym. Amplituda wzrasta wraz z odległością od równika i wynosi średnio 10-20°С na kontynentach i 5-10°С nad oceanami. Typ umiarkowany charakteryzuje się tym, że ekstrema obserwuje się nad kontynentami w tym samym czasie, co w przypadku typu tropikalnego, a miesiąc później nad oceanem. Amplituda wzrasta wraz z szerokością geograficzną, osiągając 50-60°C nad kontynentami i 15-20°C nad oceanami. typ polarny podobny do poprzedniego typu, ale różni się dalszym wzrostem amplitudy, osiągając 25-40°С nad oceanem i wybrzeżami i przekraczając 65°С nad lądem

Izotermy stycznia i lipca na terenie Rosji??????

Lucas Rein Student (237) 1 rok temu

PAS TERMICZNY ZIEMI, strefy temperaturowe Ziemi, - system klasyfikacji klimatów według temperatury powietrza. Zwykle rozróżnia się: strefa gorąca - między rocznymi izotermami 20° (dochodzi do 30° szerokości geograficznej); 2 strefy umiarkowane (na każdej półkuli) - pomiędzy izotermą roczną 20° a izotermą najcieplejszego miesiąca. 10°; 2 zimne pasy - pomiędzy izotermami najcieplejszego miesiąca. 10° i 0°; 2 pasy wiecznego mrozu - od cf. temperatura najcieplejszego miesiąca. poniżej 0°.

Julia Student (237) 1 rok temu

Pasy termiczne to szerokie pasma otaczające Ziemię, o zbliżonych temperaturach powietrza wewnątrz pasa i różniące się od sąsiednich nierównomiernym rozkładem promieniowania słonecznego na szerokości geograficznej. Istnieje siedem stref termicznych: gorąca po obu stronach równika, ograniczona rocznymi izotermami +20°C; umiarkowana 2 (północna i południowa) z izotermą graniczną +10°С najcieplejszego miesiąca; zimno 2 w ciągu +10°С i 0°С od najcieplejszego miesiąca wiecznych mrozów 2 ze średnią roczną temperaturą powietrza poniżej 0°С.

Zjawiska optyczne. Jak już wspomniano, gdy promienie słoneczne przechodzą przez atmosferę, część bezpośredniego promieniowania słonecznego jest pochłaniana przez cząsteczki powietrza, rozpraszana i odbijana. W wyniku tego w atmosferze obserwowane są różne zjawiska optyczne, które są postrzegane bezpośrednio przez nasze oko. Zjawiska te obejmują: kolor nieba, załamanie światła, miraże, aureolę, tęczę, fałszywe słońce, słupy świetlne, krzyże świetlne itp.

Kolor nieba. Wszyscy wiedzą, że kolor nieba zmienia się w zależności od stanu atmosfery. Czyste bezchmurne niebo w ciągu dnia ma niebieski kolor. Ten kolor nieba wynika z faktu, że w atmosferze jest dużo rozproszonego promieniowania słonecznego, w którym dominują krótkie fale, które odbieramy jako niebieskie lub niebieskie. Jeśli powietrze jest zakurzone, to zmienia się skład spektralny promieniowania rozproszonego, błękit nieba słabnie; niebo staje się białe. Im bardziej zachmurzone powietrze, tym słabszy błękit nieba.

Kolor nieba zmienia się wraz z wysokością. Na wysokości od 15 do 20 km kolor nieba jest czarno-fioletowy. Ze szczytów wysokich gór kolor nieba wydaje się ciemnoniebieski, a z powierzchni Ziemi - niebieski. Ta zmiana koloru z czarno-fioletowego na jasnoniebieski jest spowodowana coraz większym rozpraszaniem najpierw fioletowych, potem niebieskich i niebieskich promieni.

O wschodzie i zachodzie słońca, kiedy promienie słoneczne przechodzą przez największą grubość atmosfery i jednocześnie tracą prawie wszystkie promienie krótkofalowe (fioletowe i niebieskie), a do oka obserwatora docierają tylko promienie długofalowe, część nieba w pobliżu horyzontu i samo Słońce ma kolor czerwony lub pomarańczowy.

Refrakcja. W wyniku odbicia i załamania promieni słonecznych przechodzących przez warstwy powietrza o różnej gęstości zmienia się ich trajektoria. Prowadzi to do tego, że widzimy ciała niebieskie i odległe obiekty na powierzchni Ziemi w kierunku nieco innym niż ten, w którym faktycznie się znajdują. Na przykład, jeśli patrzymy na szczyt góry z doliny, to wydaje nam się, że góra jest wzniesiona; patrząc z góry na dolinę, zauważa się wzrost dna doliny.

Kąt utworzony przez linię prostą biegnącą od oka obserwatora do punktu i kierunek, w którym oko widzi ten punkt, nazywa się refrakcja.

Wielkość załamania obserwowanego na powierzchni Ziemi zależy od rozkładu gęstości dolnych warstw powietrza oraz od odległości obserwatora od obiektu. Gęstość powietrza zależy od temperatury i ciśnienia. Średnio wielkość załamania Ziemi, w zależności od odległości do obserwowanych obiektów w normalnych warunkach atmosferycznych, wynosi:

Miraże. Zjawiska mirażu są związane z nieprawidłowym załamaniem promieni słonecznych, co jest spowodowane gwałtowną zmianą gęstości powietrza w niższych warstwach atmosfery. W przypadku mirażu obserwator widzi oprócz obiektów również ich obrazy poniżej lub powyżej rzeczywistej pozycji obiektów, a czasem z prawej lub lewej strony. Często obserwator może tylko zobaczyć obraz, nie widząc samych obiektów.

Jeżeli gęstość powietrza gwałtownie spada wraz z wysokością, wówczas obraz obiektów obserwowany jest powyżej ich rzeczywistego położenia. Czyli na przykład w takich warunkach można zobaczyć sylwetkę statku nad poziomem morza, gdy statek jest ukryty przed obserwatorem za horyzontem.

Gorsze miraże są często obserwowane na otwartych równinach, zwłaszcza na pustyniach, gdzie gęstość powietrza gwałtownie wzrasta wraz z wysokością. W tym przypadku osoba często widzi w oddali jakby wodnistą, lekko pofałdowaną powierzchnię. Jeśli w tym samym czasie na horyzoncie znajdują się jakieś obiekty, to wydają się unosić nad tą wodą. I w tej wodnej przestrzeni widać ich kontury odwrócone do góry nogami, jakby odbite w wodzie. Widoczność tafli wody na równinie powstaje w wyniku dużego załamania, co powoduje odwrotny obraz pod powierzchnią ziemi części nieba za obiektami.

Aureola. Zjawisko halo odnosi się do jasnych lub opalizujących kręgów, czasami obserwowanych wokół Słońca lub Księżyca. Aureola pojawia się, gdy te ciała niebieskie muszą być widoczne przez lekkie chmury cirrus lub przez zasłonę mgły, składającą się z igieł lodu zawieszonych w powietrzu (ryc. 63).

Zjawisko halo występuje w wyniku załamania się kryształków lodu i odbicia od ich powierzchni promieni słonecznych.

Tęcza. Tęcza to duży wielokolorowy łuk, zwykle obserwowany po deszczu na tle chmur deszczowych znajdujących się na tej części nieba, w której świeci Słońce. Wielkość łuku jest inna, czasami występuje pełne opalizujące półkole. Często widzimy dwie tęcze jednocześnie. Intensywność rozwoju poszczególnych kolorów tęczy oraz szerokość ich pasm są różne. W dobrze widocznej tęczy czerwień znajduje się po jednej stronie, a fiolet po drugiej; pozostałe kolory tęczy są w kolejności kolorów widma.

Tęcze są spowodowane załamaniem i odbiciem światła słonecznego w kropelkach wody w atmosferze.

Zjawiska dźwiękowe w atmosferze. Drgania wzdłużne cząstek materii, rozchodzące się przez ośrodek materialny (powietrze, wodę i ciała stałe) i docierające do ucha ludzkiego, wywołują odczucia zwane „dźwiękiem”.

Powietrze atmosferyczne zawsze zawiera fale dźwiękowe o różnej częstotliwości i sile. Niektóre z tych fal są tworzone sztucznie przez człowieka, a niektóre dźwięki mają pochodzenie meteorologiczne.

Dźwięki pochodzenia meteorologicznego to grzmoty, wycie wiatru, szum drutów, szum i szelest drzew, „głos morza”, odgłosy i odgłosy, które występują podczas przemieszczania się mas piaskowych na pustyniach i nad wydmami , a także płatki śniegu na gładkiej powierzchni śniegu, dźwięki spadających na powierzchnię ziemi opadów stałych i płynnych, odgłosy fal przy brzegach mórz i jezior itp. Przyjrzyjmy się niektórym z nich.

Podczas zjawiska wyładowania piorunowego obserwuje się grzmot. Powstaje w związku ze szczególnymi warunkami termodynamicznymi, jakie powstają na drodze ruchu pioruna. Zazwyczaj grzmot odbieramy w postaci serii ciosów – tzw. pealu. Uderzenia piorunów tłumaczy się tym, że dźwięki generowane w tym samym czasie wzdłuż długiej i zwykle krętej ścieżki piorunów docierają do obserwatora sekwencyjnie i z różnym natężeniem. Grzmot, pomimo ogromnej mocy dźwięku, słychać w odległości nie większej niż 20-25 km(średnio około 15 km).

Wycie wiatru pojawia się, gdy powietrze porusza się szybko z zawirowaniami niektórych obiektów. W tym przypadku dochodzi do naprzemiennego gromadzenia się i wypływu powietrza z przedmiotów, co powoduje powstawanie dźwięków. Brzęczenie drutów, szum i szelest drzew, „głos morza” są również połączone ruchem powietrza.

Prędkość dźwięku w atmosferze. Na prędkość rozchodzenia się dźwięku w atmosferze ma wpływ temperatura i wilgotność powietrza oraz wiatr (kierunek i jego siła). Średnia prędkość dźwięku w atmosferze wynosi 333 m na sekundę. Wraz ze wzrostem temperatury powietrza prędkość dźwięku nieznacznie wzrasta. Zmiana wilgotności bezwzględnej powietrza ma mniejszy wpływ na prędkość dźwięku. Wiatr ma silny wpływ: prędkość dźwięku w kierunku wiatru wzrasta, pod wiatr maleje.

Znajomość szybkości propagacji dźwięku w atmosferze ma ogromne znaczenie w rozwiązywaniu szeregu problemów w badaniu górnych warstw atmosfery metodą akustyczną. Korzystając ze średniej prędkości dźwięku w atmosferze, możesz określić odległość od swojej lokalizacji do miejsca, w którym znajduje się grzmot. Aby to zrobić, musisz określić liczbę sekund między widocznym błyskiem błyskawicy a momentem nadejścia grzmotu. Następnie należy pomnożyć średnią wartość prędkości dźwięku w atmosferze - 333 m/sek. przez podaną liczbę sekund.

Echo. Fale dźwiękowe, takie jak promienie świetlne, ulegają załamaniu i odbiciu podczas przechodzenia z jednego ośrodka do drugiego. Fale dźwiękowe mogą odbijać się od powierzchni ziemi, od wody, od otaczających gór, chmur, od styku warstw powietrza o różnej temperaturze i wilgotności. Dźwięk odbity można powtórzyć. Zjawisko powtarzania się dźwięków w wyniku odbicia fal dźwiękowych od różnych powierzchni nazywamy „echem”.

Szczególnie często echo obserwuje się w górach, w pobliżu skał, gdzie po pewnym czasie głośno wypowiadane słowo powtarza się raz lub kilka razy. I tak na przykład w dolinie Renu znajduje się skała Lorelei, w której echo powtarza się nawet 17-20 razy. Przykładem echa są grzmoty, które powstają w wyniku odbicia dźwięków wyładowań elektrycznych od różnych obiektów na powierzchni ziemi.

Zjawiska elektryczne w atmosferze. Zjawiska elektryczne obserwowane w atmosferze związane są z obecnością w powietrzu naładowanych elektrycznie atomów i cząsteczek gazu zwanych jonami. Jony występują zarówno w ładunkach ujemnych, jak i dodatnich, a w zależności od wielkości mas dzielą się na lekkie i ciężkie. Jonizacja atmosfery zachodzi pod wpływem krótkofalowej części promieniowania słonecznego, kosmicznego oraz promieniowania substancji radioaktywnych zawartych w skorupie ziemskiej oraz w samej atmosferze. Istota jonizacji polega na tym, że jonizatory te przekazują energię do obojętnej cząsteczki lub atomu gazu powietrza, pod działaniem którego jeden z zewnętrznych elektronów jest usuwany ze sfery działania jądra. W efekcie atom pozbawiony jednego elektronu staje się dodatnim jonem świetlnym. Elektron usunięty z danego atomu szybko łączy się z neutralnym atomem iw ten sposób powstaje ujemny jon świetlny. Jony lekkie, spotykając się z zawieszonymi cząsteczkami powietrza, nadają im ładunek, tworząc w ten sposób jony ciężkie.

Liczba jonów w atmosferze wzrasta wraz z wysokością. Średnio za każde 2 km wysokość, ich liczba wzrasta o tysiąc jonów w jednym metrze sześciennym. centymetr. W wysokich warstwach atmosfery maksymalne stężenie jonów obserwuje się na wysokościach około 100 i 250 km.

Obecność jonów w atmosferze tworzy przewodnictwo elektryczne powietrza i pole elektryczne w atmosferze.

Przewodnictwo atmosfery powstaje dzięki dużej ruchliwości głównie lekkich jonów. Jony ciężkie odgrywają pod tym względem niewielką rolę. Im wyższe stężenie jonów świetlnych w powietrzu, tym większa jego przewodność. A ponieważ liczba jonów świetlnych wzrasta wraz z wysokością, przewodność atmosfery również rośnie wraz z wysokością. Czyli na przykład na wysokości 7-8 km przewodnictwo jest około 15-20 razy większe niż na powierzchni Ziemi. Około 100 km przewodność jest bardzo wysoka.

Czyste powietrze ma niewiele zawieszonych cząstek, więc zawiera więcej lekkich jonów, a mniej ciężkich. Pod tym względem przewodność czystego powietrza jest wyższa niż przewodność zakurzonego powietrza. Dlatego we mgle i mgle przewodnictwo ma niską wartość.Pole elektryczne w atmosferze zostało po raz pierwszy ustalone przez M. V. Lomonosova. Przy bezchmurnej pogodzie natężenie pola jest uważane za normalne. W kierunku

Ziemska atmosfera na powierzchni jest naładowana dodatnio. Pod wpływem pola elektrycznego atmosfery i ujemnego pola powierzchni ziemi powstaje pionowy prąd jonów dodatnich z powierzchni ziemi w górę, a jonów ujemnych z atmosfery w dół. Pole elektryczne atmosfery w pobliżu powierzchni ziemi jest niezwykle zmienne i zależy od przewodnictwa powietrza. Im niższa przewodność atmosfery, tym większe natężenie pola elektrycznego atmosfery. Przewodność atmosfery zależy głównie od ilości zawieszonych w niej cząstek stałych i ciekłych. Dlatego podczas zamglenia, opadów i mgły intensywność pola elektrycznego atmosfery wzrasta, co często prowadzi do wyładowań elektrycznych.

Światła Wiązu. Podczas burzy i nawałnicy latem lub śnieżycy zimą można czasem zaobserwować ciche wyładowania elektryczne na wierzchołkach obiektów wystających ponad powierzchnię ziemi. Te widoczne wyładowania nazywane są „ogniami Elma” (ryc. 64). Najczęściej światła Elmo obserwowane są na masztach, na szczytach gór; czasami towarzyszy im lekki trzask.

Pożary Elmo powstają przy dużym natężeniu pola elektrycznego. Napięcie jest tak duże, że poruszające się z dużą prędkością jony i elektrony rozbijają na swojej drodze cząsteczki powietrza, co zwiększa liczbę jonów i elektronów w powietrzu. W związku z tym wzrasta przewodność powietrza, a od ostrych przedmiotów, w których gromadzi się energia elektryczna, rozpoczyna się wypływ energii elektrycznej i wyładowanie.

Błyskawica. W wyniku złożonych procesów termicznych i dynamicznych w chmurach burzowych następuje separacja ładunków elektrycznych: zwykle ładunki ujemne znajdują się na dole chmury, ładunki dodatnie na górze. W związku z takim oddzieleniem ładunków kosmicznych wewnątrz chmur powstają silne pola elektryczne zarówno wewnątrz chmur, jak i między nimi. W tym przypadku natężenie pola w pobliżu powierzchni ziemi może osiągnąć kilkaset kilowoltów na 1 m. Duże natężenie pola elektrycznego powoduje, że w atmosferze występują wyładowania elektryczne. Silne iskrzące wyładowania elektryczne, które występują między chmurami burzowymi lub między chmurami a powierzchnią ziemi, nazywane są piorunami.

Czas trwania błyskawicy wynosi średnio około 0,2 sekundy. Ilość energii elektrycznej, jaką niesie ze sobą piorun, wynosi 10-50 kulombów. Obecna siła jest bardzo duża; czasami osiąga 100-150 tysięcy amperów, ale w większości przypadków nie przekracza 20 tysięcy amperów. Większość wyładowań atmosferycznych jest naładowana ujemnie.

W zależności od wyglądu iskry błyskawica dzieli się na liniowe, płaskie, kulkowe i kulkowe.

Najczęściej obserwowane błyskawice liniowe, wśród których występuje wiele odmian: zygzakowate, rozgałęzione, wstęgowe, rakietowe itp. Jeśli między chmurą a powierzchnią ziemi powstaje błyskawica liniowa, to jej średnia długość wynosi 2-3 km; błyskawica między chmurami może sięgać 15-20 km długość. Kanał wyładowania piorunowego, który powstaje pod wpływem jonizacji powietrza i przez który następuje intensywny przeciwprąd gromadzących się w chmurach ładunków ujemnych i gromadzących się na powierzchni ziemi ładunków dodatnich, ma średnicę od 3 do 60 cm.

Wyładowania płaskie to krótkotrwałe wyładowanie elektryczne obejmujące znaczną część chmury. Płaskim piorunom nie zawsze towarzyszy grzmot.

Piorun kulisty jest rzadkim zjawiskiem. Powstaje w niektórych przypadkach po silnym wyładowaniu piorunów liniowych. Piorun kulisty to kula ognia o średnicy zwykle 10-20 cm(a czasami nawet do kilku metrów). Na powierzchni ziemi piorun porusza się z umiarkowaną prędkością i ma tendencję do przenikania do wnętrza budynków przez kominy i inne małe otwory. Piorun kulisty może bezpiecznie opuścić budynek bez powodowania szkód i wykonywania skomplikowanych ruchów. Czasami powoduje pożary i zniszczenia.

Jeszcze rzadszym zjawiskiem jest piorun z koralikami. Występują, gdy wyładowanie elektryczne składa się z szeregu świecących kulistych lub podłużnych ciał.

Błyskawica często powoduje ogromne szkody; niszczą budynki, wzniecają pożary, topią przewody elektryczne, rozłupują drzewa i ranią ludzi. Aby chronić budynki, konstrukcje przemysłowe, mosty, elektrownie, linie energetyczne i inne konstrukcje przed bezpośrednim uderzeniem pioruna, stosuje się piorunochrony (zwykle nazywane są piorunochronami).

Najwięcej dni z burzami obserwuje się w krajach tropikalnych i równikowych. A więc na przykład na temat. Jawa ma 220 dni z burzami w roku, 150 dni w Afryce Środkowej, około 140 w Ameryce Środkowej W ZSRR najwięcej dni z burzami występuje na Kaukazie (do 40 dni w roku), na Ukrainie i na południowym wschodzie europejskiej części ZSRR. Burze zwykle obserwuje się w godzinach popołudniowych, zwłaszcza między 15 a 18 godziną.

Zorze polarne. Zorza polarna to osobliwa forma świecenia w wysokich warstwach atmosfery, obserwowana czasami nocą, głównie w krajach polarnych i okołobiegunowych półkuli północnej i południowej (ryc. 65). Te poświaty są przejawem sił elektrycznych atmosfery i występują na wysokości 80 do 1000 km w bardzo rozrzedzonym powietrzu, gdy przechodzą przez nie ładunki elektryczne. Natura zorz nie została jeszcze w pełni wyjaśniona, ale dokładnie ustalono, że przyczyną ich występowania jest

wpływ górnych, bardzo rozrzedzonych warstw atmosfery ziemskiej naładowanych cząstek (korpuskuł) wchodzących do atmosfery z aktywnych obszarów Słońca (plam, protuberancji i innych obszarów) podczas rozbłysków słonecznych.

Maksymalną liczbę zórz obserwuje się w pobliżu biegunów magnetycznych Ziemi. Na przykład na biegunie magnetycznym półkuli północnej występuje do 100 zórz rocznie.

W zależności od kształtu poświaty zorze są bardzo zróżnicowane, ale zwykle dzieli się je na dwie główne grupy: zorze polarne (jednolite paski, łuki, spokojne i pulsujące powierzchnie świetlne, rozproszone poświaty itp.) oraz zorze o promiennej strukturze (paski, zasłony, promienie, korony itp.). Zorze polarne o strukturze bezpromieniowej charakteryzują się spokojną poświatą. Przeciwnie, promienie struktury promieni są ruchome, zmieniają zarówno kształt, jak i jasność i kolor blasku. Ponadto zorzom o promiennej formie towarzyszą wzbudzenia magnetyczne.

W zależności od formy rozróżnia się następujące rodzaje opadów. Deszcz- wytrącanie płynne, składające się z kropel o średnicy 0,5-6 mm. Większe kropelki rozpadają się na kawałki, gdy spadają. W deszczach ulewnych wielkość kropel jest większa niż w przypadku ciągłych, zwłaszcza na początku deszczu. W ujemnych temperaturach przechłodzone krople mogą czasami wypaść. W kontakcie z powierzchnią ziemi zamarzają i pokrywają ją skorupą lodową. Mżawka - opad ciekły, składający się z kropel o średnicy około 0,5-0,05 mm przy bardzo małej prędkości opadania. Są łatwo przenoszone przez wiatr w kierunku poziomym. Śnieg- stały osad, składający się ze złożonych kryształków lodu (płatków śniegu). Ich formy są bardzo zróżnicowane i zależą od warunków kształcenia. Główną formą kryształów śniegu jest sześcioramienna gwiazda. Gwiazdy pozyskiwane są z płytek sześciokątnych, ponieważ sublimacja pary wodnej zachodzi najszybciej w rogach płytek, gdzie promienie rosną. Z kolei na tych promieniach tworzone są gałęzie. Średnice spadających płatków śniegu mogą być bardzo różne grys, śnieg i lód, - opady składające się z lodowych i mocno uziarnionych płatków śniegu o średnicy większej niż 1 mm. Najczęściej zad obserwuje się w temperaturach bliskich zeru, zwłaszcza jesienią i wiosną. Kasza śnieżna ma strukturę podobną do śniegu: ziarna są łatwo ściskane palcami. Jądra ziaren lodu mają lodową powierzchnię. Trudno je zmiażdżyć, gdy upadną na ziemię, skaczą. Z chmur Stratus zimą zamiast mżawki ziarna śniegu- drobne ziarna o średnicy mniejszej niż 1 mm, przypominające kaszę manną. Zimą przy niskich temperaturach czasem wypadają chmury niższego lub średniego poziomu śnieżne igły- osady składające się z kryształków lodu w postaci heksagonalnych graniastosłupów i płytek bez rozgałęzień. Przy znacznych mrozach takie kryształy mogą pojawiać się w powietrzu w pobliżu powierzchni ziemi. Są szczególnie dobrze widoczne w słoneczny dzień, kiedy ich fasety błyszczą, odbijając promienie słoneczne. Chmury górnej kondygnacji składają się z takich lodowych igieł. Ma szczególny charakter marznący deszcz- opad składający się z przezroczystych kulek lodu (krople deszczu zamrożone w powietrzu) ​​o średnicy 1-3 mm. Ich utrata wyraźnie wskazuje na obecność inwersji temperatury. Gdzieś w atmosferze znajduje się warstwa powietrza o dodatniej temperaturze

W ostatnich latach zaproponowano i pomyślnie przetestowano kilka metod sztucznego wytrącania chmur i powstawania z nich opadów. Aby to zrobić, małe cząstki („ziarna”) stałego dwutlenku węgla o temperaturze około -70 ° C są rozpraszane z samolotu w przechłodzonej chmurze kropli. Z powodu tak niskiej temperatury w powietrzu wokół tych ziaren tworzy się ogromna liczba bardzo małych kryształków lodu. Kryształy te są następnie rozpraszane w chmurze dzięki ruchowi powietrza. Służą jako zarazki, na których później wyrastają duże płatki śniegu - dokładnie tak, jak opisano powyżej (§ 310). W takim przypadku w warstwie chmur na całej trasie, którą przebył samolot, tworzy się szeroka (1-2 km) przerwa (ryc. 510). Powstałe płatki śniegu mogą powodować dość obfite opady śniegu. Nie trzeba dodawać, że w ten sposób można wytrącić tylko tyle wody, ile wcześniej znajdowało się w chmurze. Wzmocnienie procesu kondensacji i powstawania pierwotnych, najmniejszych kropel chmur nie jest jeszcze w mocy człowieka.

Chmury- produkty kondensacji pary wodnej zawieszone w atmosferze, widoczne na niebie z powierzchni ziemi.

Chmury składają się z maleńkich kropel wody i/lub kryształków lodu (tzw elementy chmury). Elementy chmury kropelkowej obserwuje się, gdy temperatura powietrza w chmurze przekracza -10 °C; od -10 do -15 °C chmury mają mieszany skład (krople i kryształy), a przy temperaturach w chmurze poniżej -15 °C są krystaliczne.

Chmury są klasyfikowane w systemie, który używa łacińskich słów na określenie wyglądu chmur widzianych z ziemi. Tabela podsumowuje cztery główne elementy tego systemu klasyfikacji (Ahrens, 1994).

Dalsza klasyfikacja opisuje chmury według ich wysokości. Na przykład chmury zawierające w nazwie przedrostek „cirr-” jako chmury cirrus znajdują się w górnej warstwie, a chmury z przedrostkiem „ alt-” w nazwie, np. wysokie stratus (altostratus), znajdują się w środkowym poziomie. Wyróżnia się tu kilka grup chmur. Pierwsze trzy grupy określa ich wysokość nad ziemią. Czwarta grupa składa się z chmur pionowych Ostatnia grupa obejmuje zbiór chmur mieszanych typów.

Niższe chmury Niższe chmury składają się głównie z kropelek wody, ponieważ znajdują się na wysokości poniżej 2 km. Jednak gdy temperatury są wystarczająco niskie, chmury te mogą również zawierać cząsteczki lodu i śnieg.

Chmury rozwoju pionowego Są to cumulusy, które wyglądają jak pojedyncze masy chmur, których wymiary pionowe są tego samego rzędu, co poziome. Nazywa się je zwykle konwekcja temperatury lub przedni podnośnik, i może wzrosnąć do wysokości 12 km, realizując rosnącą energię poprzez kondensacja para wodna w samej chmurze.

Inne rodzaje chmur Na koniec przedstawiamy kolekcje mieszanych typów chmur, które nie pasują do żadnej z czterech poprzednich grup.

Większość Rosji charakteryzuje się umiarkowanymi opadami deszczu. Na stepach Aral-Kaspijskim i Turkiestańskim, a także na dalekiej północy spadają nawet bardzo mało. Obszary bardzo deszczowe obejmują tylko niektóre z południowych obrzeży Rosji, zwłaszcza Zakaukazia.

Nacisk

Ciśnienie atmosferyczne- ciśnienie atmosfery na wszystkie znajdujące się w niej obiekty i powierzchnię ziemi. Ciśnienie atmosferyczne jest wytwarzane przez grawitacyjne przyciąganie powietrza do Ziemi. Ciśnienie atmosferyczne jest mierzone za pomocą barometru. Ciśnienie atmosferyczne równe ciśnieniu słupa rtęci o wysokości 760 mm w temperaturze 0 °C nazywa się normalnym ciśnieniem atmosferycznym. (Międzynarodowa atmosfera standardowa - ISA, 101 325 Pa

Obecność ciśnienia atmosferycznego zmyliła ludzi w 1638 roku, kiedy pomysł księcia Toskanii na udekorowanie ogrodów Florencji fontannami nie powiódł się – woda nie podniosła się powyżej 10,3 metra. Poszukiwania przyczyn tego stanu rzeczy i eksperymenty z cięższą substancją - rtęcią, jakie podjął Evangelista Torricelli, doprowadziły do ​​tego, że w 1643 roku udowodnił, że powietrze ma wagę. Razem z V. Vivianim Torricelli przeprowadził pierwszy eksperyment pomiaru ciśnienia atmosferycznego, wymyślając fajka Torricelli(pierwszy barometr rtęciowy) – szklana rurka, w której nie ma powietrza. W takiej rurce rtęć unosi się na wysokość około 760 mm. Pomiarnacisk niezbędne do kontroli procesu i bezpieczeństwa produkcji. Dodatkowo parametr ten służy do pośrednich pomiarów innych parametrów procesu: poziom, przepływ, temperatura, gęstość itp. W układzie SI przyjmuje się jednostkę ciśnienia Pascal (Rocznie) .

W większości przypadków pierwotne przetworniki ciśnienia mają nieelektryczny sygnał wyjściowy w postaci siły lub przemieszczenia i są połączone w jeden zespół z urządzeniem pomiarowym. Jeżeli wyniki pomiarów muszą być przesyłane na odległość, stosuje się pośrednią konwersję tego nieelektrycznego sygnału na zunifikowany sygnał elektryczny lub pneumatyczny. W takim przypadku przetworniki pierwotny i pośredni są łączone w jeden przetwornik pomiarowy.

Służy do pomiaru ciśnienia manometry, wakuometry, połączone mierniki ciśnienia i podciśnienia, manometry, mierniki ciągu, mierniki ciągu, Czujniki ciśnienia, manometry różnicowe.

W większości urządzeń zmierzone ciśnienie zamieniane jest na odkształcenie elementów sprężystych, dlatego nazywa się je odkształceniem.

Urządzenia odkształcające są szeroko stosowane do pomiaru ciśnienia w prowadzeniu procesów technologicznych ze względu na prostotę urządzenia, wygodę i bezpieczeństwo użytkowania. Wszystkie urządzenia odkształcające mają w obwodzie pewien rodzaj elastycznego elementu, który odkształca się pod wpływem mierzonego ciśnienia: sprężyna rurkowa, membrana lub miechy.

Dystrybucja

Na powierzchni ziemi Ciśnienie atmosferyczne zmienia się w zależności od miejsca i czasu. Szczególnie ważne są zmiany nieokresowe Ciśnienie atmosferyczne związane z powstawaniem, rozwojem i niszczeniem wolno poruszających się obszarów wysokiego ciśnienia - antycyklony i stosunkowo szybko poruszające się ogromne trąby powietrzne - cyklony, gdzie panuje niskie ciśnienie. Ekstremalne wartości odnotowane do tej pory Ciśnienie atmosferyczne(na poziomie morza): 808,7 i 684,0 mmHg cm. Jednak pomimo dużej zmienności rozkład średnich miesięcznych Ciśnienie atmosferyczne na powierzchni globu każdego roku jest mniej więcej taka sama. Średni roczny Ciśnienie atmosferyczne obniżona w pobliżu równika i ma minimum 10 ° N. cii. Dalej Ciśnienie atmosferyczne wznosi się i osiąga maksimum na 30-35 ° szerokości geograficznej północnej i południowej; następnie Ciśnienie atmosferyczne ponownie maleje, osiągając minimum przy 60-65° i ponownie wznosi się w kierunku biegunów. Dla tego rozkładu równoleżnikowego Ciśnienie atmosferyczne istotny wpływ ma pora roku i charakter rozmieszczenia kontynentów i oceanów. Zimą na zimnych kontynentach występują obszary o wysokiej Ciśnienie atmosferyczne Więc rozkład równoleżnikowy Ciśnienie atmosferyczne jest zakłócony, a pole ciśnienia rozpada się na szereg obszarów wysokiego i niskiego ciśnienia, które nazywane są ośrodki działania atmosfery. Wraz z wysokością rozkład nacisku w poziomie staje się prostszy, zbliżając się do równoleżnikowego. Począwszy od wysokości około 5 km Ciśnienie atmosferyczne na całym świecie maleje od równika do biegunów. W codziennym kursie Ciśnienie atmosferyczne Wykrywane są 2 maksima: przy 9-10 h i 21-22 h, i 2 dołki: w 3-4 h i 15-16 h. Ma szczególnie regularny dzienny kurs w krajach tropikalnych, gdzie dzienne wahania sięgają 2,4 mmHg Sztuka., i noc - 1,6 mmHg cm. Wraz ze wzrostem szerokości geograficznej amplituda zmian Ciśnienie atmosferyczne maleje, ale jednocześnie nieokresowe zmiany stają się silniejsze Ciśnienie atmosferyczne

Powietrze stale się porusza: wznosi się - ruch w górę, opada - ruch w dół. Ruch powietrza w kierunku poziomym nazywa się wiatrem. Przyczyną występowania wiatru jest nierównomierny rozkład ciśnienia powietrza na powierzchni Ziemi, spowodowany nierównomiernym rozkładem temperatury. W takim przypadku strumień powietrza przemieszcza się z miejsc o wysokim ciśnieniu na stronę, w której ciśnienie jest mniejsze. Przy wietrze powietrze porusza się nierównomiernie, ale we wstrząsach, podmuchach, zwłaszcza przy powierzchni Ziemi. Przyczyn wpływających na ruch powietrza jest wiele: tarcie przepływu powietrza o powierzchnię Ziemi, napotykanie przeszkód itp. Ponadto przepływy powietrza pod wpływem obrotu Ziemi odchylają się w prawo na północy półkuli i po lewej stronie na półkuli południowej. Wiatr charakteryzuje się szybkością, kierunkiem i siłą. Prędkość wiatru mierzona jest w metrach na sekundę (m/s), kilometrach na godzinę (km/h), punktach (w skali Beauforta od 0 do 12, obecnie do 13 punktów). Prędkość wiatru zależy od różnicy ciśnień i jest do niej wprost proporcjonalna: im większa różnica ciśnień (poziomy gradient barowy), tym większa prędkość wiatru. Średnia długoterminowa prędkość wiatru w pobliżu powierzchni ziemi wynosi 4-9 m/s, rzadko przekracza 15 m/s. W sztormach i huraganach (szerokości geograficzne umiarkowane) - do 30 m/s, w porywach do 60 m/s. W huraganach tropikalnych prędkość wiatru dochodzi do 65 m/s, aw porywach do 120 m/s. Kierunek wiatru określa strona horyzontu, z której wieje wiatr. Do jej wyznaczenia stosuje się osiem głównych kierunków (rumby): N, NW, W, SW, S, SE, B, NE. Kierunek zależy od rozkładu ciśnienia i odchylającego efektu obrotu Ziemi. Siła wiatru zależy od jego prędkości i pokazuje, jakie ciśnienie dynamiczne wywiera strumień powietrza na każdą powierzchnię. Siłę wiatru mierzy się w kilogramach na metr kwadratowy (kg/m2). Wiatry są niezwykle zróżnicowane pod względem pochodzenia, charakteru i znaczenia. Tak więc w umiarkowanych szerokościach geograficznych, gdzie dominuje transport zachodni, przeważają wiatry zachodnie (NW, W, SW). Obszary te zajmują ogromne przestrzenie – od około 30 do 60 na każdej półkuli. W regionach polarnych wiatry wieją od biegunów do stref niskiego ciśnienia o umiarkowanych szerokościach geograficznych. Obszary te są zdominowane przez wiatry północno-wschodnie w Arktyce i wiatry południowo-wschodnie w Antarktyce. Jednocześnie południowo-wschodnie wiatry Antarktydy, w przeciwieństwie do arktycznych, są bardziej stabilne i mają duże prędkości. Najbardziej rozległa strefa wiatrowa na świecie znajduje się w tropikalnych szerokościach geograficznych, gdzie wieją pasaty. Pasaty to stałe wiatry tropikalnych szerokości geograficznych. Występują w strefie od lat 30-tych. cii. do 30. cii. , czyli szerokość każdej strefy wynosi 2-2,5 tys. Km. Są to stałe wiatry o umiarkowanej prędkości (5-8 m/s). Na powierzchni Ziemi, z powodu tarcia i odchylającego działania dziennego obrotu Ziemi, mają one głównie kierunek północno-wschodni na półkuli północnej i kierunek południowo-wschodni na półkuli południowej (ryc. IV.2). Powstają, ponieważ w strefie równikowej unosi się ogrzane powietrze, a na jego miejsce napływa powietrze tropikalne z północy i południa. Pasaty miały i mają duże znaczenie praktyczne w nawigacji, zwłaszcza wcześniej dla floty żeglarskiej, kiedy nazywano je „pasatami”. Wiatry te tworzą stabilne prądy powierzchniowe w oceanie wzdłuż równika, skierowane ze wschodu na zachód. To oni sprowadzili do Ameryki karawele Kolumba. Bryzy to lokalne wiatry, które w ciągu dnia wieją z morza na ląd, a nocą z lądu na morze. Pod tym względem rozróżnia się bryzę dzienną i nocną. Bryza dzienna (morska) powstaje w wyniku tego, że w ciągu dnia ląd nagrzewa się szybciej niż morze, a nad nim powstaje niższe ciśnienie. W tym czasie nad morzem (bardziej schłodzone) ciśnienie jest wyższe i powietrze zaczyna się przemieszczać z morza na ląd. Nocna (przybrzeżna) bryza wieje od lądu do morza, ponieważ w tym czasie ląd ochładza się szybciej niż morze, a nad powierzchnią wody jest obniżone ciśnienie - powietrze przemieszcza się z wybrzeża do morza.

Prędkość wiatru na stacjach pogodowych mierzy się za pomocą anemometrów; jeśli urządzenie nagrywa samoczynnie, nazywa się to anemografem. Anemorumbograf określa nie tylko prędkość, ale także kierunek wiatru w trybie rejestracji ciągłej. Przyrządy do pomiaru prędkości wiatru są zainstalowane na wysokości 10-15 m nad powierzchnią, a mierzony przez nie wiatr nazywany jest wiatrem blisko powierzchni ziemi.

Kierunek wiatru określamy przez nazwanie punktu na horyzoncie, z którego wieje wiatr lub kąta utworzonego przez kierunek wiatru z południkiem miejsca, z którego wieje wiatr, tj. jego azymut. W pierwszym przypadku rozróżnia się 8 głównych punktów horyzontu: północ, północny wschód, wschód, południowy wschód, południe, południowy zachód, zachód, północny zachód i 8 pośrednich. 8 głównych kierunków ma następujące skróty (rosyjski i międzynarodowy): С-N, Yu-S, З-W, В-E, СЗ-NW, СВ-NE, SW-SW, SE- SE.

Masy powietrza i fronty

Masy powietrza nazywane są stosunkowo jednorodnymi pod względem temperatury i wilgotności masami powietrza, które rozciągają się na obszarze kilku tysięcy kilometrów i kilku kilometrów wysokości.

Powstają w warunkach długiego przebywania na mniej lub bardziej jednorodnych powierzchniach lądu lub oceanu Przemieszczając się w procesie ogólnej cyrkulacji atmosfery w inne rejony Ziemi, w te rejony transportowane są masy powietrza i własny reżim pogodowy Dominacja określonych mas powietrza w danym regionie w danej porze roku tworzy charakterystyczny reżim klimatyczny tego obszaru.

Istnieją cztery główne geograficzne typy mas powietrza, które pokrywają całą troposferę Ziemi.Są to masy powietrza arktycznego (antarktycznego), umiarkowanego, tropikalnego i równikowego.Z wyjątkiem reszty, w każdym z nich morskie i wyróżnia się również odmiany kontynentalne, które tworzą się zgodnie z lądem i oceanem.

Powietrze polarne (arktyczne i antarktyczne) tworzy się nad lodowymi powierzchniami obszarów polarnych i charakteryzuje się niskimi temperaturami, niską wilgotnością i dobrą przezroczystością.

Powietrze umiarkowane jest znacznie lepiej nagrzane, latem charakteryzuje się podwyższoną wilgotnością, zwłaszcza nad oceanem.Przeważające wiatry zachodnie i cyklony morskiego powietrza umiarkowanego są transportowane i Aleko w głąb kontynentów, często towarzysząc ich drodze opad atmosferyczny

Powietrze tropikalne na ogół charakteryzuje się wysokimi temperaturami, ale jeśli nad morzem jest też bardzo wilgotne, to nad lądem jest wyjątkowo suche i zakurzone.

Powietrze równikowe charakteryzuje się stałymi wysokimi temperaturami i podwyższoną wilgotnością zarówno nad oceanem, jak i nad lądem.Po południu często występują ulewne deszcze.

Masy powietrza o różnej temperaturze i wilgotności nieustannie się poruszają i spotykają się w wąskiej przestrzeni.Powierzchnia warunkowa oddzielająca masy powietrza nazywana jest frontem atmosferycznym.Kiedy ta urojona powierzchnia przecina się z powierzchnią ziemi, powstaje tak zwana linia frontu atmosferycznego utworzone.

Powierzchnia oddzielająca powietrze arktyczne (antarktyczne) od umiarkowanego nazywana jest odpowiednio frontem arktycznym i antarktycznym. Powietrze z umiarkowanych szerokości geograficznych i tropików oddziela front polarny. Ponieważ gęstość ciepłego powietrza jest mniejsza niż gęstość zimnego powietrza, front jest płaszczyzna pochylona, ​​która zawsze jest pochylona w kierunku zimnego powietrza pod bardzo małym kątem (mniej niż 1°) do powierzchni ziemi Zimne powietrze, jako gęstsze, w zetknięciu z ciepłym powietrzem, zdaje się przepływać pod nim i unosić je do góry, powodując powstanie XMAmar.

Po spotkaniu różne masy powietrza nadal poruszają się w kierunku masy, która poruszała się z większą prędkością, jednocześnie zmienia się położenie czołowej powierzchni oddzielającej te masy powietrza w zależności od kierunku ruchu czoła. rozróżnia się fronty powierzchniowy, zimny i ciepły zimny Po przejściu frontu zimnego wzrasta ciśnienie atmosferyczne i spada wilgotność powietrza Gdy powietrze ciepłe postępuje i front przesuwa się w kierunku niższych temperatur, front nazywamy frontem ciepłym. następuje ocieplenie, ciśnienie spada, a temperatura wzrasta.

Fronty mają duże znaczenie dla pogody, ponieważ w ich pobliżu tworzą się chmury, a opady często spadają.W miejscach, gdzie spotykają się ciepłe i zimne powietrze, powstają i rozwijają się cyklony, pogoda staje się zła. Znajomość lokalizacji frontów atmosferycznych, kierunku i prędkości ich ruch, a także posiadanie danych meteorologicznych charakteryzujących masy powietrza, tworzą prognozy pogody.

Antycyklon- obszar o wysokim ciśnieniu atmosferycznym z zamkniętymi koncentrycznymi izobarami na poziomie morza i z odpowiednim rozkładem wiatru. W niskim antycyklonie - zimnym izobary pozostają zamknięte tylko w najniższych warstwach troposfery (do 1,5 km), aw troposferze środkowej podwyższone ciśnienie w ogóle nie jest wykrywane; możliwa jest również obecność wysokogórskiego cyklonu nad takim antycyklonem.

Wysoki antycyklon jest ciepły i utrzymuje zamknięte izobary z cyrkulacją antycyklonową nawet w górnej troposferze. Czasami antycyklon jest wieloośrodkowy. Powietrze w antycyklonie na półkuli północnej obraca się wokół środka zgodnie z ruchem wskazówek zegara (czyli odchyla się od gradientu barycznego w prawo), na półkuli południowej - przeciwnie do ruchu wskazówek zegara. Antycyklon charakteryzuje się przewagą pogody bezchmurnej lub lekko pochmurnej. Ze względu na ochładzanie się powietrza z powierzchni ziemi w zimnych porach roku iw nocy w antycyklonie możliwe jest tworzenie się inwersji powierzchniowych i niskich chmur stratus (St) oraz mgły. Latem nad lądem możliwa jest umiarkowana konwekcja dzienna z formowaniem się chmur cumulusowych. Konwekcja z powstawaniem cumulusów jest również obserwowana w pasatach na obrzeżach podzwrotnikowych antycyklonów zwróconych w stronę równika. Kiedy antycyklon stabilizuje się na niskich szerokościach geograficznych, powstają silne, wysokie i ciepłe antycyklony subtropikalne. Stabilizacja antycyklonów występuje również w środkowej i polarnej szerokości geograficznej. Wysokie, wolno poruszające się antycyklony, które zakłócają ogólny zachodni transfer średnich szerokości geograficznych, nazywane są antycyklonami blokującymi.

Synonimy: obszar wysokiego ciśnienia, obszar wysokiego ciśnienia, maksimum baryczności.

Antycyklony osiągają średnicę kilku tysięcy kilometrów. W centrum antycyklonu ciśnienie wynosi zwykle 1020-1030 mbar, ale może osiągnąć 1070-1080 mbar. Podobnie jak cyklony, antycyklony poruszają się w kierunku ogólnego transportu lotniczego w troposferze, czyli z zachodu na wschód, zbaczając jednocześnie na niskie szerokości geograficzne. Średnia prędkość ruchu antycyklonu wynosi około 30 km/h na półkuli północnej i około 40 km/h na półkuli południowej, ale często antycyklon przestaje działać przez długi czas.

Oznaki antycyklonu:

Bezchmurna lub częściowo pochmurna pogoda

Bezwietrznie

Brak opadów

Stabilna pogoda (nie zmienia się zauważalnie w czasie, dopóki istnieje antycyklon)

Latem antycyklon przynosi gorącą, pochmurną pogodę. Zimą antycyklon przynosi silne mrozy, czasami możliwa jest również mroźna mgła.

Ważną cechą antycyklonów jest ich powstawanie w określonych obszarach. W szczególności nad polami lodowymi tworzą się antycyklony. A im silniejsza pokrywa lodowa, tym wyraźniejszy jest antycyklon; dlatego antycyklon nad Antarktydą jest bardzo silny, a nad Grenlandią – słaba, nad Arktyką – średnia. Potężne antycyklony rozwijają się również w strefie tropikalnej.

Cyklon(z innej greckiej κυκλῶν - „rotujący”) - wir atmosferyczny o ogromnej (od setek do kilku tysięcy kilometrów) średnicy z obniżonym ciśnieniem powietrza w centrum.

Ruch powietrza (strzałki przerywane) i izobary (linie ciągłe) w cyklonie na półkuli północnej.

Przekrój pionowy cyklonu tropikalnego

Powietrze w cyklonach krąży w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara na półkuli północnej i zgodnie z ruchem wskazówek zegara na południowej. Ponadto w warstwach powietrza na wysokości od powierzchni ziemi do kilkuset metrów wiatr ma określenie skierowane w stronę środka cyklonu wzdłuż gradientu barycznego (w kierunku malejącego ciśnienia). Wartość tego terminu maleje wraz ze wzrostem.

Schematyczne przedstawienie procesu powstawania cyklonów (czarne strzałki) w wyniku obrotu Ziemi (niebieskie strzałki).

Cyklon jest nie tylko przeciwieństwem antycyklonu, ale ma inny mechanizm występowania. Cyklony stale i naturalnie pojawiają się w wyniku rotacji Ziemi, dzięki sile Coriolisa. Konsekwencją twierdzenia Brouwera o punkcie stałym jest obecność w atmosferze przynajmniej jednego cyklonu lub antycyklonu.

Istnieją dwa główne typy cyklonów - pozatropikalny i tropikalny. Pierwsze powstają w umiarkowanych lub polarnych szerokościach geograficznych i na początku rozwoju mają średnicę tysięcy kilometrów, a w przypadku tzw. cyklonu centralnego do kilku tysięcy. Wśród cyklonów pozazwrotnikowych wyróżnia się cyklony południowe, które tworzą się na południowej granicy umiarkowanych szerokości geograficznych (śródziemnomorskie, bałkańskie, czarnomorskie, południowokaspijskie itp.) I przesuwają się na północ i północny wschód. Cyklony południowe mają kolosalne rezerwy energii; To właśnie z południowymi cyklonami w centralnej Rosji i WNP wiążą się najcięższe opady, wiatry, burze, szkwały i inne zjawiska pogodowe.

Cyklony tropikalne tworzą się na tropikalnych szerokościach geograficznych i są mniejsze (setki, rzadko ponad tysiąc kilometrów), ale mają większe gradienty baryczności i prędkości wiatru osiągające poziomy sprzed burzy. Takie cyklony charakteryzują się również tzw. "oko burzy" - centralny obszar o średnicy 20-30 km przy stosunkowo czystej i spokojnej pogodzie. Cyklony tropikalne podczas swojego rozwoju mogą przekształcić się w cyklony pozazwrotnikowe. Poniżej 8-10 ° szerokości geograficznej północnej i południowej cyklony występują bardzo rzadko, aw bezpośrednim sąsiedztwie równika w ogóle nie występują.

Cyklony występują nie tylko w atmosferze ziemskiej, ale także w atmosferach innych planet. Na przykład w atmosferze Jowisza od wielu lat obserwuje się tak zwaną Wielką Czerwoną Plamę, która najwyraźniej jest długowiecznym antycyklonem.

Dzienny przebieg temperatury powietrza to zmiana temperatury powietrza w ciągu dnia - na ogół odzwierciedla przebieg temperatury powierzchni ziemi, ale momenty nadejścia maksimów i minimów są nieco spóźnione, maksimum występuje przy 2 pm, minimum po wschodzie słońca.

Dobowa amplituda temperatury powietrza (różnica między maksymalną i minimalną temperaturą powietrza w ciągu dnia) jest wyższa na lądzie niż nad oceanem; maleje podczas przemieszczania się na duże szerokości geograficzne (największe na tropikalnych pustyniach - do 400 C) i wzrasta w miejscach o gołej glebie. Wielkość dziennej amplitudy temperatury powietrza jest jednym ze wskaźników kontynentalizmu klimatu. Na pustyniach jest znacznie większy niż na obszarach o klimacie morskim.

Roczny przebieg temperatury powietrza (zmiana średniej miesięcznej temperatury w ciągu roku) determinowany jest przede wszystkim szerokością geograficzną miejsca. Roczna amplituda temperatury powietrza to różnica między maksymalną i minimalną średnią miesięczną temperaturą.

Teoretycznie można by się spodziewać, że dobowa amplituda, czyli różnica między najwyższą i najniższą temperaturą, będzie największa w pobliżu równika, ponieważ tam słońce jest znacznie wyżej w ciągu dnia niż na wyższych szerokościach geograficznych, a nawet osiąga zenit w południe w dni równonocy, czyli wysyła promienie pionowe i dlatego daje największą ilość ciepła. Ale w rzeczywistości nie jest to obserwowane, ponieważ oprócz szerokości geograficznej na amplitudę dobową wpływa również wiele innych czynników, których suma decyduje o wielkości tego ostatniego. W związku z tym duże znaczenie ma położenie obszaru w stosunku do morza: czy dany obszar reprezentuje ląd, odległy od morza, czy obszar blisko morza, na przykład wyspę. Na wyspach, ze względu na zmiękczający wpływ morza, amplituda jest niewielka, na morzach i oceanach jest jeszcze mniejsza, ale w głębinach kontynentów jest znacznie większa, a amplituda rośnie od wybrzeża w głąb kontynentu. Jednocześnie amplituda zależy również od pory roku: latem jest większa, zimą mniejsza; różnicę tłumaczy fakt, że latem słońce jest wyżej niż zimą, a czas trwania letniego dnia jest znacznie dłuższy niż zimy. Co więcej, zachmurzenie wpływa na amplitudę dobową: łagodzi różnicę temperatur między dniem a nocą, zatrzymując ciepło emitowane przez ziemię w nocy, a jednocześnie łagodząc działanie promieni słonecznych.

Największą dobową amplitudę obserwuje się na pustyniach i wysokich płaskowyżach. Skały pustynne, całkowicie pozbawione roślinności, nagrzewają się w ciągu dnia i szybko oddają całe ciepło otrzymane w ciągu dnia w nocy. Na Saharze dzienna amplituda powietrza była obserwowana na poziomie 20-25° i więcej. Zdarzały się przypadki, gdy po wysokiej temperaturze w ciągu dnia woda nawet zamarzała w nocy, a temperatura spadała poniżej 0 ° na powierzchni ziemi, a nawet do -6, -8 ° w północnej części Sahary, wzrastając znacznie wyższy niż 30 ° w ciągu dnia.

Amplituda dobowa jest znacznie mniejsza na obszarach porośniętych bogatą roślinnością. Tutaj część ciepła odbieranego w ciągu dnia jest przeznaczana na odparowanie wilgoci przez rośliny, a dodatkowo szata roślinna chroni ziemię przed bezpośrednim nagrzewaniem, jednocześnie opóźniając promieniowanie w nocy. Na wysokich płaskowyżach, gdzie powietrze jest znacznie rozrzedzone, w nocy bilans dopływu i odpływu ciepła jest mocno ujemny, aw ciągu dnia bardzo dodatni, więc amplituda dobowa jest tu czasami większa niż na pustyniach. Na przykład Przewalski podczas swojej podróży do Azji Środkowej zaobserwował w Tybecie dobowe wahania temperatury powietrza, nawet do 30 °, a na wysokich płaskowyżach południowej części Ameryki Północnej (w Kolorado i Arizonie) dobowe wahania, jak wykazały obserwacje, osiągnął 40 °. Obserwuje się nieznaczne wahania temperatury dobowej: w krajach polarnych; na przykład na Nowej Ziemi amplituda nie przekracza średnio 1–2 nawet latem. Na biegunach i ogólnie na dużych szerokościach geograficznych, gdzie słońce w ogóle nie pojawia się w ciągu dnia lub miesięcy, w tej chwili nie ma absolutnie żadnych dziennych wahań temperatury. Można powiedzieć, że dobowy przebieg temperatury łączy się z rocznym na biegunach, a zima to noc, a lato to dzień. Szczególnie interesujące pod tym względem są obserwacje sowieckiej stacji dryfującej „Biegun Północny”.

Obserwujemy więc najwyższą dobową amplitudę: nie na równiku, gdzie na lądzie wynosi około 5 °, ale bliżej zwrotnika półkuli północnej, ponieważ to tutaj kontynenty mają największy zasięg, a tutaj największe pustynie i płaskowyże są zlokalizowane. Roczna amplituda temperatury zależy głównie od szerokości geograficznej miejsca, ale w przeciwieństwie do temperatury dobowej amplituda roczna wzrasta wraz z odległością od równika do bieguna. Jednocześnie na amplitudę roczną mają wpływ wszystkie czynniki, z którymi mieliśmy już do czynienia przy rozważaniu amplitud dobowych. W ten sam sposób wahania rosną wraz z odległością od morza w głąb lądu, a największe amplitudy obserwuje się np. na Saharze i Syberii Wschodniej, gdzie amplitudy są jeszcze większe, ponieważ oba czynniki odgrywają tu rolę : klimat kontynentalny i duża szerokość geograficzna, natomiast na Saharze amplituda zależy głównie od kontynentalizmu kraju. Ponadto wahania zależą również od topograficznego charakteru obszaru. Aby zobaczyć, jak bardzo ten ostatni czynnik odgrywa istotną rolę w zmianie amplitudy, wystarczy wziąć pod uwagę wahania temperatury w jurze iw dolinach. Latem, jak wiadomo, temperatura spada wraz z wysokością dość szybko, dlatego na samotnych szczytach, otoczonych ze wszystkich stron zimnym powietrzem, temperatura jest znacznie niższa niż w dolinach, które latem są silnie nagrzane. Zimą natomiast w dolinach znajdują się zimne i gęste warstwy powietrza, a temperatura powietrza podnosi się wraz z wysokością do pewnego limitu, tak że poszczególne niewielkie szczyty są niekiedy jak wyspy ciepła zimą, natomiast latem są zimniejsze punkty. W konsekwencji roczna amplituda, czyli różnica między temperaturą zimą i latem, jest większa w dolinach niż w górach. Obrzeża płaskowyżów są w takich samych warunkach jak poszczególne góry: otoczone zimnym powietrzem jednocześnie otrzymują mniej ciepła niż płaskie, płaskie tereny, przez co ich amplituda nie może być znacząca. Warunki ogrzewania centralnych części płaskowyżów są już inne. Silnie nagrzewane latem z powodu rozrzedzonego powietrza, emitują znacznie mniej ciepła w porównaniu z odizolowanymi górami, ponieważ są otoczone nagrzanymi częściami płaskowyżu, a nie zimnym powietrzem. W związku z tym latem temperatura na płaskowyżach może być bardzo wysoka, natomiast zimą płaskowyże tracą dużo ciepła przez promieniowanie w związku z rozrzedzeniem powietrza nad nimi, a naturalne jest, że obserwuje się tutaj bardzo silne wahania temperatury.

ROZDZIAŁIIIPOWŁOKI ZIEMI

Temat 2 ATMOSFERA

§trzydzieści. CODZIENNA ZMIANA TEMPERATURY POWIETRZA

Pamiętaj, jakie jest źródło światła i ciepła na Ziemi.

Jak ogrzewa się czyste powietrze?

JAK POWIETRZE GRZEWA. Z lekcji historii naturalnej wiesz, że przezroczyste powietrze przenosi promienie słoneczne na powierzchnię ziemi i ją ogrzewa. Jest to powietrze, które nie nagrzewa się promieniami, ale nagrzewa się od nagrzanej powierzchni. Dlatego im dalej od powierzchni ziemi, tym jest zimniej. Dlatego kiedy samolot leci wysoko nad ziemią, temperatura powietrza jest bardzo niska. Na górnej granicy troposfery spada do -56°C.

Ustalono, że po każdym kilometrze wysokości temperatura powietrza spada średnio o 6°C (ryc. 126). Wysoko w górach powierzchnia ziemi odbiera więcej ciepła słonecznego niż u stóp. Jednak ciepło rozprasza się szybciej wraz z wysokością. Dlatego podczas wspinania się po górach można zauważyć, że temperatura powietrza stopniowo spada. Dlatego śnieg i lód leżą na szczytach wysokich gór.

JAK ZMIERZYĆ TEMPERATURĘ POWIETRZA. Oczywiście wszyscy wiedzą, że temperaturę powietrza mierzy się termometrem, jednak warto pamiętać, że termometr jest źle zainstalowany np. na słońcu, pokaże nie temperaturę powietrza, ale ile stopni ma samo urządzenie podgrzany. Na stacjach meteorologicznych, w celu uzyskania dokładnych danych, termometr umieszczany jest w specjalnej kabinie. Jej ściany pokryte są listwami. Dzięki temu powietrze swobodnie dostaje się do kabiny, a kratki razem chronią termometr wii. bezpośrednie światło słoneczne. Kabina montowana jest na wysokości 2 m od podłoża. Odczyty termometru są rejestrowane co 3 godziny.

Ryż. 126. Zmiana temperatury powietrza wraz z wysokością

Latanie ponad chmurami

W 1862 roku balonem przyleciało dwóch Anglików. Na wysokości 3 km, omijając chmury, naukowcy dygotali z zimna. Kiedy chmury zniknęły i wyszło słońce, zrobiło się jeszcze zimniej. Na wysokości tych 5 km woda zamarzła, ludziom trudno było oddychać, szumiało im w uszach, a przy braku sił była właściwie osią. Więc uderz rozrzedzonym powietrzem w ciało. Na wysokości 3 km jeden z ocalałych stracił przytomność. Na wysokości i 11 km było -24°C (na Ziemi w tym czasie trawa była zielona i kwitły kwiaty). Obu śmiałkom groziła śmierć. Dlatego jak najszybciej zeszli na Ziemię.

Ryż. 127. Wykres dobowego przebiegu temperatury powietrza

CODZIENNA ZMIANA TEMPERATURY. Promienie słoneczne w ciągu dnia nierównomiernie ogrzewają Ziemię (ryc. 128). W południe, kiedy słońce jest wysoko nad horyzontem, powierzchnia ziemi nagrzewa się najbardziej. Jednak wysokie temperatury powietrza obserwuje się nie w południe (o godzinie 12), ale dwie lub trzy godziny po południu (o godzinie 14-15). Dzieje się tak, ponieważ odprowadzenie ciepła z powierzchni ziemi wymaga czasu. Po południu, mimo że Słońce już schodzi za horyzont, powietrze nadal odbiera ciepło z nagrzanej powierzchni przez kolejne dwie godziny. Następnie powierzchnia stopniowo się ochładza, a temperatura powietrza odpowiednio spada. Najniższe temperatury są przed wschodem słońca. To prawda, że ​​w niektóre dni taki dzienny rozkład temperatury może zostać zakłócony.

W konsekwencji przyczyną zmiany temperatury powietrza w ciągu dnia jest zmiana oświetlenia powierzchni Ziemi na skutek jej obrotu wokół własnej osi. Bardziej wizualną reprezentację zmiany temperatury przedstawiają wykresy dobowego przebiegu temperatury powietrza (ryc. 127).

JAKA JEST AMPLITUDA ZMIAN TEMPERATURY POWIETRZA. Różnica między najwyższą i najniższą temperaturą powietrza nazywana jest amplitudą wahania temperatury (A). Istnieją amplitudy dzienne, miesięczne, roczne.

Np. jeśli najwyższa temperatura powietrza w ciągu dnia wynosiła +25°C, a +9°C, to amplituda wahań wyniesie 16°C (25 - 9 = 16) (Mat. 129). Charakter powierzchni ziemi (nazywa się ją podłożem) wpływa na dobowe amplitudy wahań temperatury. Na przykład nad oceanami amplituda wynosi tylko 1-2°C, nad stepami 15-0°C, a na pustyniach sięga 30°C.

Ryż. 129. Wyznaczanie dobowej amplitudy wahań temperatury powietrza

ZAPAMIĘTAJ

Powietrze jest ogrzewane z powierzchni ziemi; Wraz z wysokością jego temperatura spada o około 6°C na każdy kilometr wysokości.

Temperatura powietrza w ciągu dnia zmienia się pod wpływem zmian oświetlenia powierzchni (zmiana dnia i nocy).

Amplituda wahań temperatury to różnica między najwyższą i najniższą temperaturą powietrza.

PYTANIA I ZADANIA

1. Temperatura powietrza na powierzchni ziemi wynosi +17°C. Określ temperaturę na zewnątrz samolotu lecącego na wysokości 10 km.

2. Dlaczego termometr jest montowany w specjalnej budce na stacjach meteorologicznych?

3. Powiedz nam, jak zmienia się temperatura powietrza w ciągu dnia.

4. Oblicz dobową amplitudę wahań powietrza zgodnie z następującymi danymi (w ° C): -1,0, + 4, +5, +3, -2.

5. Zastanów się, dlaczego najwyższa dobowa temperatura powietrza nie jest obserwowana w południe, kiedy Słońce znajduje się wysoko nad horyzontem.

PRAKTYKA 5 (Początek. Patrz s. 133, 141.)

Temat: Rozwiązywanie problemów związanych ze zmianą temperatury powietrza wraz z wysokością.

1. Temperatura powietrza przy powierzchni ziemi wynosi +25°C. Określ temperaturę powietrza na szczycie góry o wysokości 1500 m.

2. Termometr na stacji meteorologicznej znajdującej się na szczycie góry wskazuje 16°C powyżej zera. Jednocześnie temperatura powietrza u jego stóp wynosi +23,2 °C. Oblicz względną wysokość góry.

Dobowy przebieg temperatury powietrza jest określony przez odpowiedni przebieg temperatury powierzchni aktywnej. Ogrzewanie i chłodzenie powietrza zależy od reżimu termicznego powierzchni czynnej. Ciepło pochłonięte przez tę powierzchnię częściowo rozprzestrzenia się w głąb gleby lub zbiornika, a pozostała część jest oddawana do sąsiedniej warstwy atmosfery, a następnie rozprzestrzenia się na warstwy leżące nad nim. W tym przypadku następuje pewne opóźnienie we wzroście i spadku temperatury powietrza w porównaniu ze zmianą temperatury gleby.

Minimalna temperatura powietrza na wysokości 2 m obserwowana jest przed wschodem słońca. Gdy słońce wschodzi nad horyzontem, temperatura powietrza gwałtownie rośnie przez 2-3 godziny. Następnie wzrost temperatury spowalnia. Jego maksimum następuje po 2-3 godzinach po południu. Ponadto temperatura spada - najpierw powoli, a potem szybciej.

Nad morzami i oceanami maksymalna temperatura powietrza występuje 2-3 godziny wcześniej niż nad kontynentami, a amplituda dobowej zmiany temperatury powietrza nad dużymi zbiornikami wodnymi jest większa niż amplituda wahań temperatury powierzchni wody. Tłumaczy się to tym, że absorpcja promieniowania słonecznego przez powietrze i jego własnego promieniowania nad morzem jest znacznie większa niż nad lądem, ponieważ nad morzem powietrze zawiera więcej pary wodnej.

Cechy dobowej zmienności temperatury powietrza ujawnia się poprzez uśrednienie wyników obserwacji wieloletnich. Dzięki takiemu uśrednieniu wykluczone są indywidualne nieokresowe naruszenia dobowej zmienności temperatury związane z wnikaniem mas zimnego i ciepłego powietrza. Te wtargnięcia zakłócają dobowe wahania temperatury. Na przykład, podczas wtargnięcia zimnej masy powietrza w ciągu dnia, temperatura powietrza w niektórych punktach czasami raczej spada niż wzrasta. Wraz z inwazją ciepłej masy w nocy temperatura może wzrosnąć.

Przy stabilnej pogodzie zmiana temperatury powietrza w ciągu dnia jest dość wyraźnie wyrażona. Jednak amplituda dobowej zmiany temperatury powietrza nad lądem jest zawsze mniejsza niż amplituda dobowej zmiany temperatury powierzchni gleby. Amplituda dobowej zmiany temperatury powietrza zależy od wielu czynników.

Szerokość geograficzna miejsca. Wraz ze wzrostem szerokości geograficznej zmniejsza się amplituda dobowej zmiany temperatury powietrza. Największe amplitudy obserwuje się w subtropikalnych szerokościach geograficznych. Średnio przez rok rozważana amplituda wynosi około 12°C w regionach tropikalnych, 8-9°C w umiarkowanych szerokościach geograficznych, 3-4°C w pobliżu koła podbiegunowego i 1-2°C w Arktyce.

Pora roku. W umiarkowanych szerokościach geograficznych najmniejsze amplitudy obserwuje się zimą, a największe latem. Wiosną są nieco większe niż jesienią. Amplituda wahań temperatury dobowej zależy nie tylko od maksimum dziennego, ale także od minimum nocnego, które jest tym mniejsze im dłuższa noc. W umiarkowanych i wysokich szerokościach geograficznych, podczas krótkich letnich nocy, temperatura nie ma czasu spaść do bardzo niskich wartości, dlatego amplituda pozostaje tutaj stosunkowo niewielka. W rejonach polarnych, w warunkach całodobowego dnia polarnego, amplituda dziennej zmiany temperatury powietrza wynosi tylko około 1°C. Podczas nocy polarnej prawie nie obserwuje się dobowych wahań temperatury. W Arktyce największe amplitudy obserwuje się wiosną i jesienią. Na wyspie Dixon najwyższa amplituda w tych porach roku wynosi średnio 5-6 °C.

Największe amplitudy dobowej zmienności temperatury powietrza obserwuje się w tropikalnych szerokościach geograficznych i tutaj prawie nie zależą od pory roku. Tak więc na tropikalnych pustyniach amplitudy te wynoszą 20–22 °С przez cały rok.

Charakter powierzchni czynnej. Nad powierzchnią wody amplituda dobowej zmiany temperatury powietrza jest mniejsza niż na lądzie. Na morzach i oceanach temperatura wynosi średnio 2-3°C. Wraz z odległością od wybrzeża do głębi lądu amplitudy wzrastają do 20–22 °C. Podobny, ale słabszy wpływ na dobowy przebieg temperatury powietrza mają akweny śródlądowe oraz powierzchnie silnie nawilżone (bagna, miejsca obfitujące w roślinność). Na suchych stepach i pustyniach średnia roczna amplituda dobowej zmiany temperatury powietrza sięga 30 °C.

Pochmurny. Amplituda dobowej zmiany temperatury powietrza w dni pogodne jest większa niż w dni pochmurne, ponieważ wahania temperatury powietrza są bezpośrednio zależne od wahań temperatury warstwy aktywnej, które z kolei są bezpośrednio związane z liczbą i charakterem zachmurzenia .

Rzeźba terenu. Rzeźba terenu ma znaczący wpływ na dobowy przebieg temperatury powietrza, co po raz pierwszy zauważył A. I. Voeikov. Przy wklęsłych formach reliefowych (wgłębienia, zagłębienia, doliny) powietrze styka się z największym obszarem leżącej poniżej powierzchni. Tutaj powietrze w ciągu dnia zastyga, aw nocy ochładza się nad zboczami i spływa na dno. W rezultacie zarówno dzienne ogrzewanie, jak i nocne chłodzenie powietrza wzrasta wewnątrz wklęsłych form terenu w porównaniu do terenu płaskiego. Tak więc amplitudy dobowych wahań temperatury w takim reliefie również rosną. Przy wypukłych ukształtowaniach terenu (góry, pagórki, pagórki) powietrze styka się z najmniejszą powierzchnią podłoża. Zmniejsza się wpływ powierzchni czynnej na temperaturę powietrza. Tak więc amplitudy dobowej zmienności temperatury powietrza w zagłębieniach, zagłębieniach i dolinach są większe niż nad równinami, a nad tymi ostatnimi są większe niż nad szczytami gór i wzgórz.

Wysokość nad poziomem morza. Wraz ze wzrostem wysokości zmniejsza się amplituda dobowej zmiany temperatury powietrza, a momenty pojawienia się maksimów i minimów przesuwają się na późniejszy czas. Dobowe wahania temperatury o amplitudzie 1–2°C obserwowane są nawet na wysokości tropopauzy, ale już tutaj wynikają z pochłaniania promieniowania słonecznego przez zawarty w powietrzu ozon.

O rocznym przebiegu temperatury powietrza decyduje przede wszystkim roczny przebieg temperatury powierzchni czynnej. Amplituda cyklu rocznego to różnica między średnimi miesięcznymi temperaturami najcieplejszego i najzimniejszego miesiąca.

Na półkuli północnej na kontynentach maksymalną średnią temperaturę powietrza obserwuje się w lipcu, minimalną w styczniu. Na oceanach i wybrzeżach kontynentów ekstremalne temperatury występują nieco później: maksymalne - w sierpniu, minimalne - w lutym - marcu. Na lądzie amplituda rocznych zmian temperatury powietrza jest znacznie większa niż nad powierzchnią wody.

Szerokość geograficzna miejsca ma duży wpływ na amplitudę rocznych zmian temperatury powietrza. Najmniejszą amplitudę obserwuje się w strefie równikowej. Wraz ze wzrostem szerokości geograficznej miejsca amplituda wzrasta, osiągając najwyższe wartości na szerokościach polarnych. Amplituda rocznych wahań temperatury powietrza zależy również od wysokości miejsca nad poziomem morza. Wraz ze wzrostem wysokości amplituda maleje. Duży wpływ na roczny przebieg temperatury powietrza mają warunki pogodowe: mgła, deszcz i głównie zachmurzenie. Brak chmur zimą prowadzi do obniżenia średniej temperatury najzimniejszego miesiąca, a latem do wzrostu średniej temperatury najcieplejszego miesiąca.

Roczny przebieg temperatury powietrza na różnych obszarach geograficznych jest zróżnicowany. W zależności od wielkości amplitudy i czasu wystąpienia ekstremalnych temperatur rozróżnia się cztery rodzaje rocznych zmian temperatury powietrza.

• 1. Typ równikowy. W strefie równikowej w ciągu roku obserwuje się dwa maksima temperatury – po równonocy wiosennej i jesiennej, gdy słońce w południe znajduje się w zenicie nad równikiem, oraz dwa minima – po przesileniu zimowym i letnim, gdy słońce znajduje się w zenicie. najniższa wysokość. Amplitudy zmienności rocznej są tu niewielkie, co tłumaczy się niewielką zmianą dopływu ciepła w ciągu roku. Nad oceanami amplitudy wynoszą około 1 °C, a nad kontynentami 5–10 °C.
• 2. Rodzaj strefy umiarkowanej. W umiarkowanych szerokościach geograficznych występują również roczne wahania temperatury z maksimum po lecie i minimum po przesileniu zimowym. Na kontynentach półkuli północnej maksymalną średnią miesięczną temperaturę obserwuje się w lipcu, nad morzami i wybrzeżami - w sierpniu. Roczne amplitudy rosną wraz z szerokością geograficzną. Nad oceanami i wybrzeżami średnio 10-15 ° C, nad kontynentami 40--50 ° C, a na szerokości 60 ° C osiągają 60 ° C.
• 3. Typ polarny. Regiony polarne charakteryzują się długimi mroźnymi zimami i stosunkowo krótkimi chłodnymi latami. Roczne amplitudy nad oceanem i wybrzeżami mórz polarnych wynoszą 25–40 °C, a na lądzie przekraczają 65 °C. Maksymalną temperaturę obserwuje się w sierpniu, minimalną - w styczniu.

Rozważane typy rocznych zmian temperatury powietrza są identyfikowane z danych długoterminowych i reprezentują regularne okresowe wahania. W niektórych latach pod wpływem wtargnięć ciepłych lub zimnych mas pojawiają się odchylenia od powyższych typów. Częste najazdy mas powietrza morskiego na kontynencie prowadzą do spadku amplitudy. Intruzje mas powietrza kontynentalnego na wybrzeżach mórz i oceanów zwiększają na tych obszarach swoją amplitudę. Nieokresowe zmiany temperatury związane są głównie z adwekcją mas powietrza. Na przykład w umiarkowanych szerokościach geograficznych znaczące nieokresowe ochłodzenie występuje, gdy masy zimnego powietrza najeżdżają z Arktyki. Jednocześnie na wiosnę często odnotowuje się nawroty zimna. Kiedy tropikalne masy powietrza najeżdżają na umiarkowane szerokości geograficzne, powrót ciepła obserwuje się jesienią 8, s. 285 - 291.

Ogólne informacje o temperaturze powietrza

Definicja 1

Nazywa się wskaźnik stanu cieplnego powietrza rejestrowany przez przyrządy pomiarowe temperatura.

Promienie słoneczne padające na kulisty kształt planety ogrzewają ją w różny sposób, ponieważ padają pod różnymi kątami. Promienie słoneczne nie nagrzewają powietrza atmosferycznego, natomiast powierzchnia ziemi nagrzewa się bardzo silnie i przekazuje energię cieplną sąsiednim warstwom powietrza. Ciepłe powietrze staje się lekkie i unosi się, gdzie miesza się z zimnym powietrzem, oddając część swojej energii cieplnej. Ciepłe powietrze ochładza się z wysokością i na wysokości $10$km jego temperatura staje się stała $-40$stopni.

Definicja 2

W stratosferze temperatury się zmieniają, a jej wskaźniki zaczynają rosnąć. Zjawisko to zostało nazwane inwersja temperatury.

Przede wszystkim nagrzewa się powierzchnia ziemi tam, gdzie promienie słoneczne padają pod kątem prostym - to jest obszar równik. Minimalna ilość otrzymanego ciepła polarny oraz regiony polarne, ponieważ kąt padania promieni słonecznych jest ostry i promienie ślizgają się po powierzchni, a poza tym są również rozpraszane przez atmosferę. W wyniku tego możemy powiedzieć, że temperatura powietrza spada od równika do biegunów planety.

Ważną rolę odgrywa nachylenie osi Ziemi do płaszczyzny orbity oraz pora roku, co prowadzi do nierównomiernego nagrzewania się półkuli północnej i południowej. Temperatura powietrza nie jest wskaźnikiem stałym, zmienia się w ciągu dnia w dowolnym miejscu na świecie. Na tematycznych mapach klimatycznych temperaturę powietrza pokazuje specjalny symbol, który nazywa się izoterma.

Definicja 3

Izotermy- są to linie łączące punkty na powierzchni ziemi o tej samej temperaturze.

Na podstawie izoterm rozróżnia się na planecie pasy termiczne, biegnące od równika do biegunów:

• Pas równikowy lub gorący;
• Dwa pasy umiarkowane;
• dwie zimne strefy.

Tak więc na temperaturę powietrza duży wpływ mają:

• Szerokość geograficzna miejsca;
• Przenoszenie ciepła z niskich szerokości geograficznych do wysokich szerokości geograficznych;
• Rozmieszczenie kontynentów i oceanów;
• Położenie pasm górskich;
• Prądy w oceanie.

Zmiana temperatury

Temperatura powietrza zmienia się w sposób ciągły w ciągu dnia. Ziemia szybko się nagrzewa w ciągu dnia, a powietrze z niej nagrzewa się, ale wraz z nadejściem nocy ziemia również szybko się ochładza, a potem powietrze się ochładza. Dlatego najchłodniej będzie przed świtem, a najcieplej po południu.

Wymiana ciepła, masy i pędu pomiędzy poszczególnymi warstwami atmosfery zachodzi w sposób ciągły. Interakcja atmosfery z powierzchnią ziemi charakteryzuje się tymi samymi procesami i jest przeprowadzana w następujący sposób:

• Droga promieniowania (pochłanianie promieniowania słonecznego przez powietrze);
• ścieżka przewodzenia ciepła;
• Przenoszenie ciepła przez odparowanie, kondensację lub krystalizację pary wodnej.

Temperatura powietrza nawet na tej samej szerokości geograficznej nie może być stała. Na Ziemi tylko w jednej strefie klimatycznej nie ma dobowych wahań temperatury - jest to strefa gorąca lub równikowa. Tutaj temperatura powietrza w nocy i w dzień będzie miała tę samą wartość. Na wybrzeżach dużych zbiorników i nad ich powierzchnią dobowa amplituda również jest niewielka, ale w strefie klimatu pustynnego różnica temperatur między dniem a nocą sięga niekiedy 50-60$ stopni.

W strefach klimatu umiarkowanego maksymalne promieniowanie słoneczne występuje w dniach przesileń letnich - na półkuli północnej jest to Lipiec miesiąc, a na półkuli południowej - Styczeń. Powodem tego jest nie tylko intensywne promieniowanie słoneczne, ale również fakt, że bardzo nagrzana powierzchnia planety oddaje ogromną ilość energii cieplnej.

Środkowe szerokości geograficzne charakteryzują się wyższymi rocznymi amplitudami. Każde miejsce na planecie charakteryzuje się średnią i bezwzględną temperaturą powietrza. Najgorętsze miejsce na ziemi to Libijska pustynia, gdzie bezwzględne maksimum jest ustalone - ($ +58 $ stopni), a najzimniejszym miejscem jest stacja rosyjska "Wschód" na Antarktydzie - (-89,2 $ stopni). Wszystkie średnie temperatury - średnia dzienna, średnia miesięczna, średnia roczna - są Średnia arytmetyczna wartości kilku wskaźników termometru. Wiemy już, że temperatura powietrza w troposferze spada wraz z wysokością, ale w warstwie powierzchniowej jego rozkład może być różny – może wzrastać, spadać lub pozostawać na stałym poziomie. Wyobrażenie o tym, jak temperatura powietrza rozkłada się wraz z wysokością, daje gradient pionowy temperatura (VGT). Pora roku, pora dnia, warunki pogodowe wpływają na wartość VGT. Na przykład wiatr przyczynia się do mieszania powietrza, a jego temperatura wyrównuje się na różnych wysokościach, co oznacza, że ​​wiatr WGT maleje. VGT gwałtownie spada, jeśli gleba jest wilgotna, ugorowane pole ma więcej VGT niż pole gęsto zasiane, ponieważ powierzchnie te mają różne reżimy temperaturowe.

Znak VGT wskazuje, jak temperatura zmienia się wraz z wysokością, jeśli jest mniejsza od zera, to temperatura wzrasta wraz z wysokością. I odwrotnie, jeśli znak jest większy od zera, temperatura będzie spadać wraz z odległością od powierzchni i pozostanie niezmieniona przy VGT = 0. Taki rozkład temperatury wraz z wysokością nazywa się inwersje.

Inwersje mogą być:

• Promieniowanie (radiacyjne chłodzenie powierzchni);
• Adwekcyjny (powstaje, gdy ciepłe powietrze przemieszcza się na zimną powierzchnię).

Istnieją cztery rodzaje rocznych zmian temperatury w oparciu o średnią długoterminową amplitudę i czas wystąpienia ekstremalnych temperatur:

• Typ równikowy - istnieją dwa maksima i dwa minima;
• Typ tropikalny (maksimum i minimum obserwowane po przesileniach);
• Typ umiarkowany (maksymalne i minimalne obserwuje się po przesileniach);
• Typ polarny (minimalna temperatura podczas nocy polarnej);

Wysokość miejsca nad poziomem morza wpływa również na roczny przebieg temperatury powietrza. Amplituda roczna maleje wraz z wysokością. Temperatura powietrza jest mierzona przez specjalistów na stacjach meteorologicznych.